Общая геология контрольная работа Фефелов А.П.. Контрольная работа по дисциплине Общая геология
 Скачать 2.07 Mb.
|
|
Министерство образования и науки Российской Федерации Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение Высшего профессионального образования «ОРЕНБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ» Факультет дистанционных образовательных технологий Контрольная работа по дисциплине «Общая геология» Минеральный состав, структуры и текстуры магматических горных породРуководитель _________________________ _________________________ «___»_______________2018 г. Студент группы ФД-2ПГ(с)ГНГ ___________ А.П. Фефелова «___»_______________2018 г. Оренбург 2018 Содержание 1. Общие сведения…………………………………………………..3 2. Минеральный состав магматических пород……………………5 3. Магма и происхождение горных пород………………................9 4. Классификация магматических пород……………………..........17 5. Текстуры и структуры магматических пород………...................20 Список литературы Общие сведения Все горные породы в соответствии с условиями их образования делятся на четыре генетических класса: магматические, метаморфические, осадочные и коптогенные. Магматические (или изверженные) породы образуются в результате кристаллизации или застывания силикатного (преимущественно) расплава, который называется магмой. Осадочные горные породы – продукты преобразования осадков, накопившихся на земной поверхности в результате разложения других, ранее существовавших пород и жизнедеятельности организмов. Метаморфические горные породы – продукты перекристаллизации магматических и осадочных пород без расплавления. Коптогенные горные породы – продукты ударного метаморфизма, образующиеся при кратковременном воздействии огромных давлений и температур, возникающих в результате падения метеоритов либо при ядерных взрывах. Кроме пород перечисленных классов, резко отличных друг от друга по минеральному составу и строению, в природе встречаются породы, процессы метаморфизма в которых прошли не до конца, или метаморфические породы со следами частичного плавления, или породы смешанного вулканогенно-осадочного (пирокластического) происхождения, т. е. породы, промежуточные между выделенными классами магматических, осадочных и метаморфических образований. Магматические породы разделяются, прежде всего, по фациальным условиям образования на три класса: плутонические, вулканические и гипабиссальные. Плутонические породы кристаллизуются в аббисальных условиях, образуясь путем интрузии (внедрения расплава), поэтому их называют интрузивными. Вулканические породы застывают на земной поверхности, образуясь путем эффузии (излияния), поэтому называются эффузивными или излившимися. Гипабиссальные породы кристаллизуются (или застывают) в полуглубинных условиях и, по сути, являются частично излившимися, т. к. застывают близ поверхности и могут частично изливаться на поверхность, поэтому их еще называют субвулканическими. Все магматические породы имеют резкие, часто секущие контакты с вмещающими их магматическими, метаморфическими или осадочными образованиями, на которые часто оказывают термальное воздействие, изменяя их состав. Магматические породы характеризуются определенным химическим и минеральным составом. Химический состав показывает количественное соотношение элементов входящих в состав породы. Минеральный состав отражает характер соединений, в которых находятся эти элементы в породе. Минеральный и химический состав взаимосвязаны, хотя и не всегда визуально можно определить эту связь. Породы, имеющие один и тот же химический состав, могут иметь разный минеральный состав, т. к. последний зависит не только от состава исходного расплава, но и от условий его кристаллизации. Также это касается вулканических пород, где вместо минералов часто присутствует вулканическое стекло, а также измененных пород, где первичные магматические минералы замещаются вторичными. Поэтому нельзя просто по химическому составу определить, с какой породой мы имеем дело – вулканической, плутонической, гипабиссальной или вообще осадочной. Хотя обратную задачу – пересчитать минеральный состав вулканической породы по известному химическому составу можно, что с успехом и применяется в петрологии. Из всего сказанного следует, что определение валового химического и минерального составов является обязательным для полной характеристики породы. Рассмотрим подробнее химический и минеральный составы магматических пород. 2.Минеральный состав магматических пород Магматические горные породы состоят из закономерных ассоциаций минералов (парагенезисов), либо минералов и стекла, либо одного стекла, в основном силикатного состава. Минеральные парагенезисы горных пород зависят от химического состава магмы и от условий ее кристаллизации. В глубинных условиях минералы кристаллизуются при медленном остывании магмы, сохранении в расплаве флюидов, что определяет формирование равновесных минеральных парагенезисов. При кристаллизации в неблагоприятной обстановке (слишком быстро, на поверхности при контакте с воздухом или водой) расплавы теряют флюиды и в породе появляются неравновесные ассоциации минералов. Например, калиевый полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в виде высокотемпературного санидина, а в глубинных – в виде относительно низкотемпературного ортоклаза или микроклина. Роговые обманки образуются только в глубинных условиях, тогда как в поверхностных условиях при застывании лавы того же состава образуются пироксены. Минералы магматических пород различаются по количественному составу и по генезису. По своему происхождению минералы магматических пород могут быть первичными и вторичными. Первичные минералы образуются непосредственно при кристаллизации магматического расплава. Вторичные – при изменении первичных минералов, после кристаллизации расплава – в постмагматическую стадию. По количественному соотношению все первичные минералы разделяются на главные, второстепенные и акцессорные. Главные породообразующие минералы составляют основную часть пород, количество каждого из них должно составлять не менее 5 %. Присутствие главных минералов определяет тип горной породы. Например, в состав гранита входят калиевые полевые шпаты, плагиоклаз, кварц и биотит. Исчезновение хотя бы одного из этих минералов изменит название породы: исчезнет кварц и порода превратится в сиенит, исчезнет калишпат – плагиогранит, исчезнет биотит – лейкогранит (аляскит). Если главные минералы входят в состав породы в небольшом количестве (менее 5 %), то они описываются как второстепенные составные части. Главные и второстепенные минералы представлены силикатами и алюмосиликатами, которые различаются особенностями химического состава и окраской. В связи с этим выделяют темноцветные, или мафические (фемические), содержащие много железа и магния, и светлоцветные, или салические, содержащие много кремния и алюминия. К фемическим минералам относятся оливин, пироксены, амфиболы, слюды (биотит, флогопит и др.), мелилит; к салическим – плагиоклазы, калиево-натриевые полевые шпаты, кварц, фельдшпатоиды. Акцессорные минералы в породе обычно содержатся в количестве не более 5 % – это редкие минералы. Акцессорные минералы подразделяются на характерные, присутствующие только в определенных породах (хромит, шпинель, перовскит, монацит, эвдиалит, ортит, шорломит и др.), и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава (например, апатит, циркон, сфен, магнетит). Вторичные минералы могут образовываться в разное время после кристаллизации магмы. Иногда они возникают непосредственно из газов и растворов, выделившихся из магмы при ее кристаллизации, но чаще при взаимодействии этих компонентов с первичными минералами. Вторичные минералы, образовавшиеся сразу после кристаллизации магмы, называются эпимагматическими (или постмагматическими). Образовавшиеся при процессах выветривания называются экзогенными. К вторичным минералам магматических пород относятся серпентин, хлорит, тальк, серицит, каолинит, мусковит, карбонаты, цеолит, тремолит, актинолит и др. Кроме первичных и вторичных минералов в магматических породах иногда присутствуют ксеногенные (чуждые), или случайные, минералы. Они попадают в горные породы извне и не связаны с процессом кристаллизации первичного магматического расплава. В случае попадания в магматический расплав вещества вмещающих осадочных пород в магматической породе могут появиться типично метаморфические минералы, такие как силлиманит, андалузит, кианит, гранат, волластонит, и др. Наиболее распространенными минералами магматических пород являются полевые шпаты, которые преобладают над темноцветными минералами и кварцем. Поэтому состав полевых шпатов и их соотношение играют важнейшую роль при классификации магматических пород. Состав плагиоклазов по кремнекислотности обычно соответствует составу пород: в основных породах присутствует основной плагиоклаз (богатый кальцием), в средних – средний (натриево-кальциевый), а в кислых – кислый плагиоклаз (богатый натрием) и калиевые полевые шпаты. Минеральный состав вообще является важным классификационным признаком, при этом особое значение имеет его количественная характеристика. С этой целью определяют так называемое «цветное» число (цветовой индекс – индекс мафичности М). Цветное число отражает кремнекислотность магматических пород: ультраосновные породы имеют индекс М (в %) 90–100, основные – около 50, средние – около 30 и кислые – 10. Это находит отражение в окраске пород. Неизмененные ультраосновные породы имеют черный цвет, основные – темно-серый, средние – серый, кислые – светло-серый, светло-розовый, белый. Однако в природе нередки отклонения от средних содержаний. Так порода может содержать заметно меньше или больше темноцветных минералов, чем типичная разность той же кислотности. В таких случаях более темная порода называется меланократовой, а более светлая – лейкократовой. Горную породу с типичным цветным числом называют мезократовой. Минералы, которые своим присутствием указывают на определенные особенности химического состава магматических пород, называются симптоматическими. Например, на степень насыщения пород окисью кремния указывает кварц, который образуется только тогда, когда содержание SiO2 в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. Присутствие оливина, напротив, служит признаком того, что порода недосыщена кремнеземом, т. к. оливин может кристаллизоваться из магмы, в которой содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае вместо оливина кристаллизуется ромбический пироксен (энстатит), согласно реакции Mg2SiO4 + SiO2 = Mg2Si2O6 - форстерит энстатит Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнеземом. В случае насыщенной кремнеземом магмы вместо нефелина образуется альбит, согласно реакции NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8 - нефелин альбит Оливин, минерал, недосыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. Пироксены также типичны для ультраосновных и основных пород. В средних обычно присутствует роговая обманка, а в кислых – биотит. Для щелочных пород характерно присутствие щелочных пироксенов и амфиболов. 3.Магма и происхождение горных пород Формирование всех магматических пород происходит из магм различного состава. Магма - это расплав чаще всего силикатного состава, который образуется в глубинах Земли. Он в той или иной степени обогащен летучими компонентами, которые при кристаллизации обеспечивают дифференциацию и смешение формирующихся минералов. При наличии в твердой массе порядка 25-26% расплавленного вещества, магма приобретает способность к перемещению. Однако возможно и пассивное движение магм - например, при их выдавливании тектоническими усилиями. Формирование магмы происходит в очагах на различной глубине. Оно может иметь место как на относительно малых глубинах - 1-5 км, так и на значительно больших глубинах. Иными словами, зарождение магмы возможно как в земной коре, так и в верхней мантии. Отдельным феноменом, активно изучаемым в последние два десятилетия, являются мантийные плюмы. Хотя некоторые специалисты отстаивают возможность их образования на сравнительно небольших глубинах, большинство геологов сходятся во мнение, что плюмы образуются на границе ядра и мантии. В силу тех или иных причин, которые до сих пор остаются недостаточно изученными, начинается движение больших по объему расплавов к поверхности Земли, где формируется т.н. "горячая точка", с которой могут быть связаны массивные излияния лав на поверхность (Рис. 1). Крупнейшие излияния, связанные с мантийными плюмами, имели место на Сибирской платформе около 250 млн лет назад, Однако еще большее по размеру магматическое плато сформировалось на дне Тихого океана порядка 100 млн. лет назад.  Рисунок 1 - Модель мантийного плюма Исландии Формирование очагов магмы происходит чаще в тектонически активных зонах. Их появлению способствуют или геодинамическая нестабильность, сопровождающаяся выделением тепла, или избыточное поступление тепла из мантии, или общий разогрев оболочки Земли, что имело место на начальных стадиях эволюции планеты. Тектонические подвижки, наличие в земной коре ослабленных зон, нестабильность в подкоровой области и т.п. приводят к движению мантийных расплавов из очагов, где они образовались, к поверхности Земли. Далеко не вся магма достигает поверхности. При достижении определенных физико-химических условий начинается кристаллизация магмы с образованием магматических горных пород (Рис. 2). В настоящее время установлено, что внедрение магматических расплавов происходит очень быстро с геологической точки зрения, причем остывание и частичная кристаллизация магмы может начаться как с момента ее внедрения, так и с существенным запозданием. Внедрение магмы происходит как по существующим в земной коре "каналам" с механическим расширением пространства, так и путем переправления пород. Состав магм может быть различным. Более того, он будет меняться по мере эволюции очага, заключающейся в его дифференциации, последовательной кристаллизации и ассимиляции окружающих горных пород. Первичные магмы имеют или основной и ультраосновной состав, или гранитный состав. Однако в последнем случае речь идет только об образовании магм в пределах земной коры, причем на начальной стадии их состав ближе к среднему. Собственно средние магмы формируются, как правило, за счет дифференциации магмы основного состава. Щелочные и субщелочные магмы также являются дериватами других магм или же их состав связан с процессами ассимиляции вмещающих пород. Помимо силикатных магм, существуют также сульфидные, окисные и карбонатные, однако их проявления крайне редки.  Рисунок 2 - Факторы консолидации магмы В химический состав магм входят следующие элементы и компоненты: кремний, титан, алюминий, железо, магний, марганец, кальций, натрий, калия, вода, азот, кислород, бор, CO, углекислый газ, метан, аммиак, водород, соляная кислота, плавиковая кислота, серная кислота, соединения разновалентной серы. Большую роль в составе и эволюции магмы играет присутствие летучих компонентов и, в первую очередь, воды. Ее роль сводится к следующему: понижение температуры плавления, транспортировка тепла, перенос рудного вещества, снижение вязкости, катализатор химических процессов, а также определение типа некоторых пород. В зависимости от содержания воды различают сухие и мокрые магмы. Первые из них отличаются большими температурами плавления и высокой вязкостью. Фундаментальным понятием является магматическая дифференциация. Это процессы разделения и обособления жидких и кристаллизующихся расплавов, приводящие к образованию разных по минеральному составу пород или пород с различными количественными соотношениями одних и тех же минералов. Эта дифференциация связана как с внутренними особенностями систем (различия в плотности вещества - гравитация, в теплосодержании и температурах плавления, в смесимости, в процессах ассимиляции расплавом ранее образованных пород и т.д.)), так и с внешним воздействием на них. (например, отжимание остаточных или отликвировавшихся расплавов). В результате формируются многофазовые магматические комплексы, а также происходит закономерное развитие этих комплексов в пределах региона, позволяющее определить характер дифференциации глубинных магматических очагов, а также конкретных массивов. Процессы магматической дифференциации имеют важное значение в формировании различных типов магматических пород и связанных с ними месторождений. Они реализуются главным образом во время ее кристаллизации, а разделение магмы в жидком состоянии играет подчиненную роль в определении многообразия магматических пород. В основу представлений о дифференциации положены представления о т.н. реакционном ряде Боуэна, который состоит из непрерывного(оливин-ромбический,пироксен-моноклинный,пироксен-амфибол-биотит+мускувит+микроклин-кварц) и прерывистого (анортит-альбит-микроклин-кварц) рядом. Эта модель объясняет многообразие минералов, последовательность их кристаллизации, процессы автометаморфизма, а также выпадение первыми Ti-, Fe-, Mg-содержащих минералов. Среди видов магматичексой дифференциации различают кристаллизационную, гравитационную и ликвационную дифференциацию. Кристаллизационная дифференциация представляет собой разделение твердых фаз магмы в процессе кристаллизации, обусловленное перемещением и пространственным обособлением возникающих минеральных фаз под влиянием различных факторов, что приводит к изменению нормального течения реакции кристаллов с расплавом, т.е. к фракционированию. Это основной механизм разделения магматических расплавов, который широко проявляется при формировании расслоенных интрузий основных и ультраосновных пород, образовавшихся в результате последовательного осаждения продуктов кристаллизации на постепенно поднимающееся дно магматической камеры. Гравитационная дифференциация - это разделение гетерогенного магматического расплава под действием силы тяжести. Обыкновенно под гравитационной дифференциацией понимают кристализационную, при которой выделяющиеся из магмы кристаллы распределяются по плотности. При этом может происходить либо погружение или всплывание, либо растворение этих кристаллов в более глубокой горячей магме. Ликвационная дифференциация представляет собой разделение расплава при понижении температуры на две несмешивающиеся жидкие фазы, возникающие в результате диффузионных или гравитационных эффектов. После кристаллизации магмы образуется магматическая порода, которая выполняет некоторое геологическое тело. Последнее может иметь разнообразную форму. Однако. в целом, выделяют три фации магматических тел. Интрузивная фация объединяет тела, которые образовались в земной коре без выхода на поверхность. Мелкие тела определяются как штоки или же для них используется термин "массив". Массивы объединяются в более крупные тела, площадь которых может достигать тысяч квадратных километров. Такие тела получили название батолитов. Гипабиссальная (жильная) фация формируется на меньшей глубине. К ней чаще относятся тела, имеющие четко выраженную плоскостную ориентацию, напоминающие жилы. Такие тела называются дайками. Дайки могут объединяться в сложные комплексы и рои. Эффузивная фация объединят тела, сформировавшиеся после выхода магмы на поверхность. Если лава обладает хорошей способностью к течению и быстро распространяется в пространстве, то после ее застыванию образуются покровы, которые занимают большие площади вокруг центра излияния. Однако при большой вязкости распространение лавы происходит медленно и, чаще всего, в одном направлении, что приводит к образования потоков. Тела всех фаций чаще всего сохраняют связь между собой, образуя сложно построенные магматические комплексы, или даже секут друг друга. Три аналогичные фации устанавливаются и для горных пород, однако четкие соответствия между фацией тела и фацией породы устанавливаются не всегда. Минеральный состав магматических пород зависит от химического состава магмы и условий ее кристаллизации. Последние определяют появление тех или иных минералов и появление полиморфных разновидностей. Щелочной полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в форме санидина, а в интрузивных - в форме ортоклаза или микроклина. Роговые обманки кристаллизуются в глубинных условиях, а при застывании магмы на земной поверхности вместо них часто образуются пироксены. Лейцит характерен для эффузивных пород, а в интрузивных фациях присутствует смесь ортоклаза и нефелина. По генетическому признаку породообразующие минералы подразделяются на первичные и вторичные. К первичным относятся пирогенные и гидатогенные минералы, непосредственно кристаллизующиеся из магматического расплава при участии летучих компонентов или без них. Вторичные минералы либо замещают первые, либо возникают как новообразования, являясь главным образом продуктами постмагматических (пневматолитовых и гидротермальных) процессов. Первичные минералы по их роли в составе магматических пород делятся на главные, второстепенные и акцессорные. Главными минералами магматических пород являются силикаты и алюмосиликаты. По особенностям химического состава и окраски среди них различаются цветные (фемические или мафические), содержащие много железа и магния, и светлоокрашенные (салические или фельзические), содержащие много кремния и алюминия. К фемическим минералам относятся группа оливина, пироксены, амфиболы и слюды, а к салическим - полевые шпаты, фельдшпатоиды и кварц. Второстепенные минералы находятся в горной породе в незначительном (2-5%) количестве и их присутствие не отражается на общем названии породы. Акцессорные минералы представлены единичными зернами и лишь в редких случаях образуют существенные скопления. Вторичные минералы могут образовываться в разное время после кристаллизации магмы и достоверное выяснение их генезиса возможно лишь в том случае, если известны геологические условия нахождения горной породы. К вторичным минералам магматических пород относятся серпентин, тальк, хлориты, тремолит, актинолит, эпидот, цоизит, серицит, каолинит, цеолиты, карбонаты и др. наиболее распространенными минералами горных пород являются щелочные полевые шпаты (31%), плагиоклазы (29%), кварц (12%), пироксены (12%), слюды (5%), оливин (3%), амфиболы (2%). 4.Классификация магматических пород Классификация магматических пород основана на содержании окислов основных элементов, таких как кремний, калий, натрий, а иногда кальций, алюминий и титан (Рис. 3). В то же время названия многих пород даются по их характерным минеральным или текстурно-структурным особенностям. Большое число названий магматических пород имеют четкую локальную привязку и, следовательно, могут быть определены как исторические. Вместе с тем, в настоящее время разработана общепринятая классификация магматических пород по содержания SiO2 и Na2O+K2O, которая обеспечена хорошо разработанной номенклатурой пород. Отдельные породы, имеющие локальные или специфические наименования, могут также рассматриваться по отношению к рядам и группам указанной классификации. В зависимости от содержания SiO2 магматические породы разделяются на следующие группы: ультраосновные (SiO2<43%), основные (SiO2=43-52%), средние (SiO2=52-65%), кислые (SiO2>65%).  Рисунок 3 - Химический состав и основные типы магматических пород Некоторые исследователи подразделяют ультраосновные породы на мафиты и ультрамафиты. У первых цветное число менее 95%, тогда как у вторых оно более 95%. Проблема связана с различным содержанием мафических минералов, которое и определяется указанным числом. Например, пироксениты с цветным числом 95-100% должны относиться к ультраосновным породам, но по подержания кременезема порядка 45% их следует относить к породам основного состава. Значительное количество пород содержит щелочи (Na2O+K2O) в относительно небольшом количестве, которое не превышает 1-5%. Ультраосновные, основные, средние и кислые породы такого состава относят к нормальному ряду, который также именуется известково-щелочным. Здесь важно отметить, что в ультраосновных породах содержание щелочей, как правило, не превышает 1-2%, тогда как в кислых породах оно зачастую оказывается выше 3-5% и может достигать 7-8%. Это означает, что ультраосновные и основные породы являются типичными представителями нормального ряда, тогда как кислые породы, скорее, должны соотноситься с породами более высоких рядов и обладать сходными с ним свойствами. При содержании щелочей от 3-5 до 12-15% породы относятся к субщелочному ряду, тогда как при более высоком содержании щелочей они относятся к щелочному ряду. Группы магматических пород имеют также собственные наименования, которые даются по наиболее характерным представителям интрузивной и эффузивной фаций. Среди этих групп основными являются: ультраосновные бесполевошпатовые породы (нормальный ряд, ультраосновные), габбро-базальты (нормальный ряд, основные), диориты-андезиты (нормальный ряд, средние), граниты-риолиты/гранодиориты-дациты (нормальный, частично щелочной ряд, кислые), сиениты-трахиты (субщелочной ряд, средние), нефелиновые сиениты-фонолиты (щелочной ряд, средние, частично основные), щелочные габброиды-базальтоиды (щелочной ряд, основные и ультраосновные). В отдельные группы выделяются лампрофиры и несиликатные магматические породы. Общий облик магматических пород определяется соотношение салических и фемических минералов. Породы с резким преобладанием салических минералов называются лейкократовыми, с преобладанием фемических - меланократовыми, с приблизительном равным соотношением - мезократовыми. Также следует еще раз напомнить, что разделение магматических пород проводится по фациям. среди каждой из перечисленных выше групп выделяют интрузивную, гипабиссальную и эффузивную фации. В то же время, не все указанные группы характеризуются наличием все трех фаций. 5.Текстуры и структуры магматических пород Под текстурой магматической породы понимается особенность ее строения, обусловленная ориентировкой, относительным расположением и распределением основных составляющих породы. Под структурой понимается особенность породы, обусловленная степенью кристалличности, размерами, формой и взаимным расположением составных частей горной породы. Иными словами текстура характеризует макростроение горной породы и фиксируется в образце, тогда как структура является основной характеристикой микростроения и фиксируется при изучении шлифов. Следует отметить, в зарубежной терминологии понятия текстуры и структуры прямо противоположные. Текстуры магматических пород классифицируются в зависимости от их происхождения и по характеру заполнения пространства. По происхождению выделяют эндогенные и экзогенные текстуры. Эндогенные текстуры включают однородные, шлировые, такситовые и шаровые. Экзогенные текстуры включают флюидальные, полосчатые, гнейсовидные. Однородные текстуры образованы равномерным распределением всех компонентов по общей массе горной породы при кристаллизации магмы в одинаковых и достаточно спокойных условиях. Шлировые текстуры представлены обособленными в породе минеральными агрегатами - пятнами, обогащенными темноцветными минералами и имеющими постепенные переходы с остальными частями породы. Образуются за счет выплавления из окружающей среды недостающих компонентов или за счет неравномерного распределения летучих компонентов в магме. Аналогичные текстуры в гипабиссальных породах называют шлиротакситовыми, а в эффузивных породах - такситовыми. Под последними понимаются текстуры, в которых отмечены различные по составу, структуре и окраске минеральные агрегаты со стеклом или без него. В породах, имеющих шаровую текстуру, отмечается концетрически-зональное распределением минералов, которое является следствием гетерогенности магматического расплава и/или кристаллизации магмы от периферии камеры к центру. Фдюидальные текстуры характеризуются потокообразным расположением компонентов различной окраски, состава и структуры. Понятие используется при резких различиях в структуре отдельных полос. Такие текстура возникают при кристаллизации под действием одностороннего давления или при течении расплава. Полосчатая текстура представляет собой переслаивание более или менее тонких, ограниченных параллельными плоскостями зон и линз различной структуры, состава и размера компонентов. Отдельные зоны ветвятся и обволакивают линзы. Строение каждой зоны более или менее симметрично. Зоны большей мощности часто разбиты на серии меньшей мощности и микрозоны. Образование такой текстуры связано с дифференциацией магматического расплава или импульсным подъемом последнего. Гнейсовидные текстуры характеризуются параллельным расположением отдельных минералов или микрозон. Их формирование также происходит в ходе кристаллизации под давлением. По характеру заполнения пространства среди текстур выделяются компактные (порода заполняет весь отведенный ей объем) и пористые (в породе содержатся различного размера полости, заполненные другими минералами, или пустоты). Пористые текстуры включают друзовые, миаролитовые, пузыристые и миндалекаменные (амигдалоидные, мандельштейновые). Друзовая текстура в кристаллической среднезернистой породе выделяется по единичной неровной полоске или нескольким однотипным полоскам, слагаемым друзовыми агрегатами более или менее параллельно ориентированных кристаллов кварца или полевых шпатов, а в ряде случаев - нескольких минералов. В последнем случае говорят о друзоидной текстуре. Микролитовая текстура характеризуется наличием в породе неправильных угловатых полостей. Их размеры не превышают нескольких размеров в поперечнике. Формирование таких полостей связывается с завершающими стадиями кристаллизации магмы и с процессами пневматолитового преобразования горных пород. При пузыристой текстуре все поры в породе имеют правильные эллипсоидальные формы. В расположении последних очевидная струйчатость движения газов. Поверхность пор гладкая, иногда с характерными выступами твердых кристаллов, сформировавшихся в жидком расплаве одновременно с образованием газовых полостей. Характерна только для вулканических образований. Если эффузивная порода обладает миндалекаменной текстурой, то все ее поры выполнены новообразованиями кварца, халцедона, карбонатов, цеолитов, хлорита и других минералов. При разрушении породы новообразования оказываются иногда выкрошенными и, имея овальные уплощенные формы, напоминают ядра косточек миндаля. Структуры магматических пород классифицируются в зависимости от степени кристалличности породы, от размеров слагающих ее компонентов и от формы минеральных зерен. По степени кристалличности выделяют полнокристаллические структуры (голокристаллические), стекловатые (гологиалиновые) и гипокристаллические. В первом случае в породе присутствуют только кристаллы, во втором доминирует стекло, тогда как в третьем порода содержит, как кристаллическую, так и стекловатую составляющие. По размерам компоненты породы обычно проводят двойную классификацию структур. По абсолютному размеру выделяют гигантозернистые (> 20 мм), грубозернистые (5-20 мм), среднезернистые (1-5 мм) и мелкозернистые (< 1 мм) структуры, а также афанитовые (скрытокристаллические), микрокристаллические (кристаллы или зерна видны только под микроскопом, однако они четко различимы) и микроафанитовые (кристаллы не реагируют на поляризованный свет индивидуально, но общая реакция на этот свет в породе присутствует). По относительным размерам компонентов выделяют равномернозернистые (соотношение самых больших и самых малых компонентов отличается менее чем в 5 раз), неравномернозернистые (тоже соотношение различается в 10-30 раз), порфировидные (на фоне основной массы мелких кристаллов или зерен присутствуют крупные фенокристаллы) и витрофировые (основная масса представлена стеклом, в котором отмечены порфировидные минеральные выделения). По форме минеральных зерен различают идиоморные, ксеноморфные (аллотриоморфнозернистые) и гипидиоморфнозернистые структуры. В первом случае зерна имеют правильную кристаллическую форму, во втором - наоборот, неправильную, определяющуюся свободным пространством в момент кристаллизации, а в третьем - в зернах хорошо развита лишь часть граней, присущих правильной кристаллической форме. Помимо вышеуказанных, структуры магматических пород имеют большое количество часто используемых собственных названий, из которых ниже приведем наиболее распространенные. Гранитовая структура - кристаллы породообразующих темноцветных минералов и плагиоклаза отличаются наиболее совершенными формами. Калиевому полевому шпату и кварцу присущ частичный идиоморфизм. Размеры зерен различаются в широких пределах. Аплитовая структура - полевые шпаты и кварц, слагающие всю массу породы, образуют мелкие кристаллические зерна неправильных изометричных очертаний, соприкасающиеся друг с другом без промежутков. Наличие слабовыраженных кристаллических форм иногда отмечается у кварца. Пегматитовая структура - крупные выделения одного минерала включают одинаково ориентированные вростки другого. Вростки имеют в плоскости скола или шлифа очертания, напоминающие клинообразные письмена. Пойкилитовая структура - один относительно крупный кристалл или крупнокристаллический агрегат включает сравнительно мелкие зерна и кристаллы. Отсутствие строгой ориентировки у вростков отличает данную структуру от пегматитовой. Габбровая структура - плагиоклазы и цветные компоненты, слагающие всю массу породы, образуют более или менее равновеликие кристаллические зерна неправильных очертаний. Они соприкасаются друг с другом без промежутков. Слабо выраженные кристаллические формы проявляются у плагиоклазов, однако очертания их зерен изометричны, а не пластинчаты. Венцовая структура - аналогична габбровой структуре, однако вокруг зерен пироксена или оливина наблюдаются каемки. Офитовая структура - среди породообразующих компонентов выделяются две генерации: плагиоклазовый каркас и промежуточная масса. Составляющие каркас плагиоклазы развиты в форме идиоморфных пластинчатых кристаллов различной величины. Промежуточная масса представлена либо алломорфным монокристаллом, либо агрегатом кристаллов авгита. Реже в составе промежуточной массы встречаются другие минералы. Акпаитовая структура - наблюдается увеличение степени идиоморфности зерен от цветных минералов к нефелину. Панидиоморфнозернистая структура - все составные части идиоморфны, чего практически не встречается. Понятие используется для гипидиоморфнозернистых пород, у которых почти все составные части идиоморфны. Больше характерна для мономинеральных пород. Перечисленные выше структуры являются равномернозернистыми. К числу неравномернозернистых относятся порфировая и микропорфировая структуры. Порфировая структура - породообразующие минералы образуют две генерации. Ранняя генерация представлена хорошо образованными вкрапленниками - фенокристаллами. Поздняя генерация, образующая основную массу, представлена микрокристаллическим, полустекловатым агрегатом и стеклом. Микропорфировая структура - аналогичная порфировой, однако основная масса характеризуется тотальной микрозернистостью. Также следует отметить еще 2 структуры, характеризующие породы с исключительно мелким размером зерен. Афанитовая структура - без различимых невооруженным глазом породообразующих компонентов. Структура микрогранитовая - идиоморфные кристаллы размером менее 1 мм темноцветных минералов и плагиоклазов совместно с менее совершенными кристаллами или алломорфными зернами калиевого полевого шпата и кварца образуют всю породу или ее основную массу. Среди собственных названий структур, относимых к породам, содержащим стекло, следует отметить 3. Витрофировая структура - стекло, являющееся главным породообразующим компонентом, слагает основную массу. Порфировидные вкрапленники представлены кристаллами минералов и их сростками. Микролиты в стекле редки. Понятие относится и к тем породам, в которых часть стекла замещена фельзитом. Гиалопилитовая структура - скелет тонкоигольчатых плагиоклазовых микролитов образует тонкий войлок, пропитанный стеклом или продуктами расстеклования. Ортофировая - порфировая с короткостолбчатыми кристаллами полевых шпатов в виде порфировидных вкрапленников, стекла почти нет. 1.Дать характеристику минералам – Асбест и мусковит. Асбест, асбестовые руды (от греч. asbestos — неугасимый) — группа волокнистых минералов, обладающих способностью расщепляться на тончайшие гибкие волокна. По химическому составу асбестовые минералы относятся к классу водных силикатов магния, железа, отчасти кальция и натрия. По минералогии, признакам и кристаллической структуре подразделяются на хризотил-асбест и амфибол-асбест. Под электронным микроскопом поперечные срезы элементарных волокон имеют трубчатое строение с внешним диаметром 26 нм, внутренним 13 нм и толщиной стенок 6,5 нм. Цвет золотисто-жёлтый, зелёный до чёрного, в распушённом состоянии белый. Твердость по минералогической шкале 2-2,5. Плотность 2500 кг/м3; t плавления около 1500°С. Плохо проводит тепло и электричество, в кислотах растворяется. Прочность недеформированных волокон 3-3,3 ГПа, длина от долей милимметра до 50 мм, иногда больше. Используют при изготовлении несгораемых текстильных изделий, фильтров, теплоизоляции, огнестойких красок, наполнителей для пластмасс и асбестоцемента. Мусковит (от англ. muscovite — московский, московит, москвитянин) - минерал, калиевая слюда KAl2[AlSi3O10](OH)2. Ярко-зеленый мусковит, содержащий до 4 % Cr2О3, называют фукситом, мелкочешуйчатый агрегат — серицитом. Используют в электро - и радиотехнике, для изготовления смотровых оконцев в котлах, печах и др. Мусковит - часто встречаемый, химически устойчивый минерал.Мусковит среди минералов группы слюд пользуется широким распространением. В качестве породообразующего минерала он входит в состав некоторых интрузивных горных пород, в частности, в состав гранитов, особенно грейзенов, т. е. пневматолитически измененных их разностей, в ассоциации с топазом, литиевой слюдой, кварцем, иногда вольфрамитом, касситеритом, молибденитом и др. Мусковит в этих случаях образуется главным образом за счет ранее выделившихся калиевых полевых шпатов (ортоклаза и микроклина). 2.Определить в состав каких горных пород входят минералы тальк и нефелин в качестве породообразующих. Дать их характеристику. Тальк - Mg3Si4O10(OH)2 - минерал из класса силикатов, кристаллическое вещество. Представляет собой жирный на ощупь рассыпчатый порошок белого (изредка зелёного) цвета. Качество талька определяется его белизной. Для промышленных целей используют молотый тальк, микротальк и т. д. В составе других пород: талькохлорит – порода, на 40-50% состоящая из талька. Во времена СССР разрабатывались Шабровское тальк-магнезитовое на Среднем Урале и Миасские талькитовые месторождения на Южном Урале, Онотское месторождение стеатитового талька (Восточный Саян), Кирябинское месторождение, г. Учалы, была проведена геологическая разведка Западно-Прибайкальской тальконосной провинции. Крупные месторождения талька находятся в Канаде (Мейдок), США (Гавернур), Франции (Люзенак). Нефелин (элеолит) - породообразующий минерал, алюмосиликат калия и натрия (Na,K)AlSiO4. Фельдшпатоид. Кристаллы редки, имеют короткостолбчатый гексагонально-призматический облик. Название происходит от греч. νεφέλη - облако, это связано со свойством минерала мутнеть при погружении в растворы сильных кислот. Растворяется в соляной кислоте HCl. Кристаллическая структура нефелина принадлежит к типу тримидита — каркас минерала образуют искажённые 6-членные кольца из тетраэдров SiO4, AlO4, связанных друг с другом своими вершинами, а в пустотах каркаса находятся ионы щелочных металлов. Нефелин образует массивные или зернистые конгломераты, в виде кристаллов встречается реже. Нефелин получается как отход при добыче апатита, в то время как возможно его использование на 100%, например, для производства сырья для выплавки алюминия, поташа (соды) и сырья для производства цемента. 3.Указать происхождение, минеральный состав, структуру, текстуру: трепел и перидотит, отметить их основные свойства. Трепел представляет собой аморфную разновидность кремнезема, образовавшегося при выветривании сильно кремнеземистых горных пород. По химическому составу трепелы представляют большое разнообразие. В некоторых из них содержится довольно значительное количество примесей. По большей части трепел образует мощные залежи порошкообразного материала, довольно однородного по составу белого, серого, желтоватого или розоватого цвета. В некоторых случаях трепел образует очень плотные разновидности, механически весьма прочные, называемые опокой. Диатомит, представленный плотной горной породой и состоящий из бесструктурной массы аморфного кремнезема, также называют опокой. Имеет тонкозернистую или скрытокристаллическую структуру. Текстура может быть однородной или слоистой, в некоторых случаях тонкопористой. Перидотиты (от фр. péridot) — общее название семейства ультраосновных плутонических горных пород нормально-щелочного ряда, в составе которых преобладают оливин и пироксен. Структура полнокристаллическая, гипидиоморфная. Характерен резкий идиоморфизм оливина вплоть до образования пойкилитовых структур. Минеральный состав породообразующие минералы: оливин, ортопироксен, клинопироксен, в отдельных видах амфибол (роговая обманка). Акцессорные минералы: магнетит, пирротин, хромшпинелид, гранат и др. Перидотит не содержит вредных примесей, при нагреве не выделяет вредных запахов. На Руси дунит издревле считался лучшим камнем для парной. 4.Дать классификацию по происхождению и содержанию кремнекислоты породам – диорит, базальт и трахит. Дать описание одной из пород. Их различия и сходства. Диорит - по-гречески «диорицо» - отделяю. Окраска серая, темно-серая или зеленовато-серая. Структура полнокристаллическая, мелкозернистая. Текстура массивная. Залегает в форме штоков, жил, имеет отдельности матрацевидной формы. Используются диориты как облицовочный, материал, а также как щебень и бутовый камень. Базальт - название связано с местом добычи - камень из Базена в Сирии. По минералогическому составу является аналогом габбро. Окраска от темно-серой до черной. Структура от мелкозернистой до афонитовой. Текстура чаще пористая, реже плотная. Излом ровный, шероховатый. Залегает в форме покровов, потоков и куполов. Трахит - название происходит от греческого слова «трахус» - шероховатый, так как порода шероховата на ощупь. По минералогическому составу является аналогом сиенита. Окраска сероватая, белая, желтоватая, буроватая. Структура порфировая, текстура плотная ила пористая. Различие пород в текстуре и составе. Сходство второго и третьего в форме залегания – они эффузивные. Первая же, напротив - интрузивная. 5.Расположить геологические периоды в хронологическом порядке и написать их индексы. Четверичный – Q, неогеновый – N, юра – J, триас – T. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Дмитриев С.Д. Основы петрографии. Иркутск, Изд-во Иркутского ун-та, 2006. 303 с. 2. Добрецов Н.Л. и др. Фации метаморфизма. М., Наука, 1970. 432 с. 3. Петрографический словарь. М., Недра, 2001. 496 с. 4. Половинкина Ю.И. «Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород.» М., Недра, 2006. Ч. 1, 2 (Ч. 2 - Т. 1,2). 240 с., 424 с., 272 с. 5. «Петрографии магматических пород» Л. В. Штефан. – Мн.: БГУ, 2003. – 120 с. |